Томпсонов Полуостров
Томпсонов Полуостров е полуостров долг 3 наутички милји (6 км) на североисточниот брег на Островот Анверс во Архипелагот Палмер, Антарктик. Се граничи со Заливот Патагонија на северозапад и Заливот Фурние на југоисток, а завршува во Точка Дралфа на североисток[1].
Полуостровот беше истражуван од Истражување за зависности на Фолкландските Острови (FIDS) во 1955-57 година и именуван од Комитетот за имиња на места на Антарктикот на Обединетото Кралство (Велика Британија-APC) за Џон В. Томпсон (1928- 2012) на FIDS, генерален асистент и планинар во Arthur Harbor во 1956 година и водач на таа станица во 1957 година.
За време на последниот глацијален максимум (LGM), мразот значително се згуснал и се проширил кон надворешниот континентален гребен околу Антарктичкиот Полуостров. Деглацијација се случи помеѓу >14 ка БП и околу. 6 ка БП, кога е воспоставена меѓуглацијална клима во регионот. Деглацијацијата на некои локални локалитети беше неодамнешна дури 4–3 ка БП. По климатски оптимален, врвот околу. 4–3 ка БП, се случи посебно климатско ладење. Се одликува на голем број локации со проширување на ледниците и ледените полици. Брзото затоплување во текот на изминатите 50 години може да предизвика нестабилност на некои ледени полуостровови на Антарктикот. Деталните реконструкции на глацијалната и климатската историја на Антарктичкиот Полуостров од LGM се попречени поради недостигот на достапни архиви, малата резолуција на многу збирки податоци и проблемите во примероците за датирање. Следствено, конфигурацијата на LGM ледените плочи, моделот на последователно одглацијација и промените во животната средина се слабо ограничени и временски и просторно.
Регионот на Антарктичкиот Полуостров (слика 1), дефиниран како област помеѓу 62° и 75° ЈИ и 55° и 80° Западно и вклучувајќи ги Јужните Шетландски Острови и островите во северозападното Веделово Море, може грубо да се подели на два климатски зони: поларно поморско на западната страна и поларно континентално источно од полуостровот (Мартин и Пил, 1978). Западната страна е подложна на чести премини на релативно топли, заситени циклони кои се приближуваат од запад. Врнежите овде може да надминат 1000 до 1500 mm воден еквивалент yr−1, додека источно од топографската поделба на Антарктичкиот полуостров врнежите се во опсег од 100 до 200 mm год−1 (Robin and Adie, 1964; Aristarain et al., 1987 ). Постои високо ниво на меѓугодишна варијабилност на средните температури во регионот на Антарктичкиот Полуостров, но генерално, средната годишна температура на воздухот од западната страна лежи помеѓу -3 и -10 °C на трансектот од 63 °S до 73 °S, додека тие лежат помеѓу -5 и -17 °C на сличен трансект долж источниот брег (Vaughan и Doake, 1996). Овие разлики и во врнежите и во температурите се рефлектираат во позицијата на висината на рамнотежната линија (ELA): поради пообилните врнежи на западната страна на Антарктичкиот Полуостров ELA често лежи на <100 м.н.в.., додека поради комбинацијата на ниски температури а слаби врнежи локално може да лежат на >400 м.н.в.. на страната на Веделското Море. Ледниците на Антарктичкиот Полуостров вообичаено се спуштаат до брегот и завршуваат во ледени карпи долж брегот, како приливни ледници или ледени полици.
Глечерниот систем на Антарктичкиот Полуостров е чувствителен на промените во климата и нивото на морето. Смит и сор. (1999) и Domack et al. (2001a) сугерираше дека регионот на Антарктичкиот Полуостров опфаќа еден од најдинамичните климатски системи на Земјата, каде што еколошките и криосферските системи брзо реагираат на климатските промени. Неодамнешните знаци на забрзано повлекување на ледените полици, во комбинација со брзото затоплување (> 2 °C) во централниот и јужниот дел на западниот полуостров Антарктик во текот на изминатите 50 години (Старк, 1994) предизвикаа загриженост за идната стабилност на глацијалниот систем (Doake et al., 1998; Oppenheimer, 1998; Skvarca et al., 1999). Познавањето на минатите ледени пространства и историјата на глацијалните и климатските флуктуации се од суштинско значење за да се разбере што ја контролира динамиката и просторните обрасци на глацијалните флуктуации. Извонредните истражувачки прашања го вклучуваат следново: Која беше конфигурацијата на последниот глацијален максимум (LGM) на ледената покривка на Антарктичкиот Полуостров и дали тоа е концентрична ледена покривка или голем број на споени локални ледени капи и куполи? Што го поттикна првичното повлекување на мразот од позициите на LGM: глобалното зголемување на нивото на морето или регионалното затоплување? Кое беше времето и шемата на деглацијација на крајбрежните области без мраз? Што конкретно го карактеризира преминот од глацијална клима во сегашната меѓуглацијална климатска ситуација? Можеме ли временски да дефинираме климатски оптимум и глацијални минимуми во регионот на Антарктичкиот Полуостров, и што се случува со ледниците на Антарктичкиот Полуостров денес? Исто така, ограничувањето на глацијалниот и климатскиот развој во регионот на Антарктичкиот полуостров бидејќи LGM е неопходно за обезбедување на гранични услови за глациолошко моделирање и за разбирање на придонесот на мразот на Антарктичкиот Полуостров во глобалното зголемување на нивото на морето во Холоценот (Bentley, 1999; Ingólfsson и Hjort, 1999).
Времето на последниот максимален опсег на мраз во регионот на Антарктичкиот Полуостров е слабо познато, а има недостаток на датуми од 14 степени Целзиусови и добро ограничени хронологии за позициите на ледените маргини на LGM и последователната деглацијација на континенталните гребени на Антарктичкиот Полуостров. Ова делумно се должи на недостатокот на материјал што може да се податоци во преодните глацијални морски седименти депонирани под лебдечките ледени полици во близина на линиите за заземјување на ледниците што се повлекуваат. Друг проблем е тоа што добиените возрасти од 14 степени Целзиусови можат да бидат контаминирани со стар детритален јаглерод.